Revista De La Sociedad Geológica De España 23 (3-4)

145

Revista de la Sociedad Geológica de España 23 (3-4)

LAS SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN LA ZONA DE TRANSICIÓN ENTRE LA CORDILLERA IBÉRICA Y EL SISTEMA CENTRAL (GUADALAJARA, ESPAÑA)

Alfonso Benito-Calvo y Alfredo Pérez-González

CENIEH, Paseo Sierra de Atapuerca, s/n. 09002 Burgos. [email protected]

Resumen: La cartografía geomorfológica en la zona de transición entre el Sistema Central y la Cordillera Ibérica ha permitido identificar cuatro superficies de erosión, comunes en ambos orógenos. La génesis de estas superficies está relacionada con las unidades sedimentarias cenozoicas de la Cuenca de Madrid, especialmente con los sistemas de piedemonte localizados en el borde sur del Sistema Central. La superficie SE1 enlaza con un reducido afloramientos de gravas y bloques cuarcíticos, apoyados sobre un perfil de alteración en gneises. La segunda superficie (SE2), forma parameras en la Cordillera Ibérica y pediments en el Sistema Central, que conectan con un glacis con depósitos más antiguos que la unidad ocre del Turoliense superior. Por lo tanto, esta superficie se relaciona con la Unidad Intermedia, probablemente con sedimentos del Aragoniense superior, anteriores a deformaciones de dirección NE-SO que afectan a la superficie. La tercera superficie (SE3), está deformada en menor medida y su elaboración final está asociada con un glacis (Superficie de la Mierla, 1046 msnm), cuyos depósitos se apoyan discordantes sobre dicha unidad ocre y probablemente son equivalentes al desarrollo de la Superficie Poligénica del Páramo durante el Turoliense superior- Rusciniense. La superficie más reciente (SE4), conecta con un cuarto glacis del Plioceno, donde se encajan las primeras terrazas fluviales.

Palabras clave: Superficies de erosión, Neógeno, Cuenca de Madrid, Sistema Central, Cordillera Ibérica.

Abstract: The geomorphological mapping in the transition zone between the Central System and the Iberian Chain has allowed us to identify four planation surfaces, commons in both orogens. The genesis of these surfaces is closely related to the Cenozoic sedimentary units of the Madrid Basin, specially to the piedmont systems located in Central System margin. The oldest surface, or SE1, is located at the same morphological level that a little outcrop of gravels and blocks, burying a weathering mantle developed in gneisses. The second planation surface (SE2), forms parameras in the Iberian Chain and pediments in the Central System, connecting with a well-preserved glacis developed on piedmont deposits older than Turolian sediments (Upper Neogene Unit). Consequently, this surface is related to the Intermediate Unit, probably with Upper Aragonian sediments, previous to the deformation processes which caused NE-SO antiforms and synforms in the surface (Guadarrama direction). The third surface is deformed in lesser degree and shows a closely association with Upper Turolian sediments. However, the current morphology of the surface is associated with a glacis (La Mierla Surface, 1046 m asl), whose deposits are overlying Upper Turolian sediments and which are probably equivalents to the development of the Páramo erosional surface during the Upper-Turolian-Ruscinian. The youngest planation surface consist mainly of facets preserved in the slope valleys and connects with a four glacis of Pliocene age, which is located over the first fluvial terraces.

Key words: Planation surfaces, Neogene, Madrid Basin, Central System, Iberian Chain

Benito Calvo, A. y Pérez-González, A. (2010): Las superficies de erosión neógenas en la zona de transición entre la Cordillera Ibérica y el Sistema Central (Guadalajara, España). Revista de la Sociedad Geológica de España, 23 (3-4): 145-156.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 146 SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN GUADALAJARA

La evolución geodinámica del paisaje durante intraterciarios en el entronque del Sistema Central con periodos temporales dilatados es el resultado de la la Cordillera Ibérica, y su enlace con la Cuenca interacción entre los procesos endogenéticos, que cenozoica de Madrid. Este análisis se ha realizado con rejuvenecen el relieve, y los procesos exogenéticos, que el objetivo de aportar nuevos datos a la evolución del tienden a nivelarlo. Una de las improntas más notable relieve de esta región durante el Neógeno, mediante el que esta interacción deja en el paisaje son los análisis de la distribución y los rasgos morfológicos de arrasamientos o superficies de topografía suave, las superficies de erosión, así como su relación con las formadas durante amplios periodos de actividad erosiva, unidades neógenas, los sistemas de glacis y los que seccionan las estructuras y materiales geológicos procesos tectónicos. Para ello, se ha realizado una preexistentes (Summerfield, 1991; Gutiérrez-Elorza y revisión bibliográfica y la cartografía geomorfológica a Gracia, 1997; Amato and Cinque, 1999; Burbank and escala 1:25.000 de los arrasamientos. Dicha cartografía Anderson, 2001). El análisis de estas superficies de fue elaborada mediante trabajo de campo y la erosión tiene una dilatada trayectoria en los sistemas interpretación de fotogramas aéreos (1:30.000 y orogénicos del interior peninsular, donde su relación con 1:18.000), y modelos digitales del terreno (SRTM-3 y las unidades sedimentarias de las cuencas, las fases generado con la topografía 1:25.000 del CNIG), a partir tectónicas y las condiciones climáticas ha despertado el de los cuales se han creado anaglifos digitales para el interés de numerosas investigaciones (Schwenzner, reconocimiento tridimensional del territorio. 1937; Birot y Solé, 1954; Gladfelter, 1971; Garzón et al., 1982; Peña et al., 1984; Gracia et al., 1988; Marco Geológico Gutiérrez-Elorza y Gracia, 1997; Pérez-González et al., 1997; Benito et al, 1998a; Silva y Ortiz, 2002; Casas- La región de estudio se sitúa en el enlace del borde Sainz y Cortés-Gracia, 2002; Benito-Calvo y Pérez- norte de la Cuenca de Madrid (Fig. 1), con los relieves González, 2007; Lozano y Peña, 2010). alpinos del Sistema Central (sector noriental, zona de En este trabajo se presentan los resultados del Tamajón-Hiendelaencina) y de la Cordillera Ibérica análisis geomorfológico de los arrasamientos (sector noroccidental de la Rama Castellana). En esta

Figura 1.- Relieve y contexto geológico de la zona de estudio, situada en la zona de transición entre el Sistema Central y la Cordillera Ibérica.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 P.A. Benito-Calvo y A. Pérez-González 147

última afloran depósitos mesozoicos (Adell et al., 1981a; En el área de estudio, los sedimentos neógenos Ríos et al., 2002), integrados por materiales triásicos, presentan características dispares a ambos lados del valle jurásicos y cretácicos, deformados según pliegues y del Henares. En la margen norte (borde del Sistema cabalgamientos de dirección NO-SE, y fallas de Central), se distinguen conglomerados cuarcíticos y direcciones NO-SE y NO-SE (Adell et al., 1981b, De brechas calcáreas interpretadas como del Aragoniense Vicente et al., 2007). En el sector nororiental del Sistema inferior (Portero et al., 1991), que son enterrados por Central, los materiales mesozoicos están circunscritos a conglomerados, areniscas, margas, calizas y arcillas una estrecha franja plegada y fallada de dirección ENE- lignitosas, afectadas por sinclinales y discordancias OSO, que se apoya sobre las series metamórficas del progresivas. En estos últimos depósitos se localiza el Macizo Ibérico (Zona Centroibérica). Los materiales yacimiento de micromamífero de Arbancón, cuya metamórficos corresponden a ortogneises precámbricos asociación indica una cronología del Vallesiense superior- y pizarras, esquistos y cuarcitas del Cámbrico-Devónico Turoliense medio (en Portero et al., 1991). Por encima se (Adell et al., 1981b; Hernaiz et al., 2005; Martínez et sitúan facies de abanicos cuarcíticos del Turoliense al., 2004), que fueron afectadas por las deformaciones superior, sobre los que se emplazan erosivamente varios de la orogenia Varisca y reactivadas durante la orogenia niveles de piedemonte asignados al Plioceno (Pérez- Alpina. La estructuras alpinas de esta zona del Sistema González y Gallardo, 1987). Por otro lado, en el margen Central están formados por un conjunto de pliegues y sur del Henares se localiza una secuencia detrítico- cabalgamientos de dirección N60-70ºE, con carbonatada, cuyos términos inferiores e intermedios retrocabalgamientos y fallas de transferencia asociadas (Mioceno inferior y medio) presentan localmente (Sánchez et al., 1993a, 1993b, De Vicente et al., 2007). deformaciones, y que culmina con las facies del techo de Los materiales cenozoicos más antiguos de esta zona los páramos (calizas y conglomerados de borde). Estas corresponden a sedimentos paleógenos, compuestos por facies culminantes son interpretadas como Turoliense calizas, margas, lutitas, conglomerados y areniscas del superior (Ríos et al., 2002), ya que se apoyan en Eoceno superior-Oligoceno, que se encuentran afectados discontinuidad sobre carbonatos con asociaciones fósiles por deformaciones sintectónicas asociadas a la Etapa de del Vallesiense inferior (MN9, ver Ríos et al., 2002; deformación Ibérica (Capote et al., 1990; Portero et al., Portero et al., 1991). 1991; De Vicente et al., 2007). Sobre estos sedimentos, y Durante el Cuaternario la incisión de los valles en discondancia angular, yace el relleno neógeno. fluviales ha dejado una secuencia compleja de terrazas, En la Cuenca de Madrid, dicho relleno está compuesto que en la cabecera del Henares presentan ocho niveles por las facies aluviales y lacustres del Mioceno, y los distribuidos desde el límite Pleistoceno medio-inferior depósitos detríticos y calcretas incluidas en el Plioceno hasta el Holoceno (Benito et al., 1998b), mientras que (Pérez-González, 1982; Alonzo-Zarza y Calvo, 2002; los tramos medios de los ríos Henares, Jarama y Sorbe, Alonso-Zarza et al., 2004). Dentro del Mioceno se pueden se caracterizan por un alto número de escalones (17- diferenciar varias unidades (Alonzo-Zarza y Calvo, 2002; 22), con una elevada representación de terrazas altas Alonso-Zarza et al., 2004; López et al., 2004; Montes et pertenecientes al Pleistoceno inferior (Pérez-González, al., 2006), delimitadas por discontinuidades relacionadas Gallardo y Portero, 1990; Portero y Pérez-González, con fases tectónicas y compuestas por una Unidad 1991; Pérez-González, 1994 ). Inferior, de edad Rambliense-Aragoniense medio (biozonas MN2-MN5); una Unidad Intermedia que a su Análisis geomorfológico vez es dividida en tres subunidades (Intermedia I, II y III), distribuidas desde entre el Aragoniense medio y el El estudio geomorfológico se ha realizado en un Vallesiense superior (MN5-MN9); y una Unidad Superior área 2850 km2 perteneciente a las cuencas altas de los delimitada entre el Vallesiense superior y el Turoliense ríos Jarama y Henares (Figs. 1, 2 y 3), las cuales drenan superior (MN9-MN13), y que culmina con las denominadas gran parte del sector occidental de la Rama Castellana calizas de los páramos. El análisis magnetoestratigráfico de de la Cordillera Ibérica y las estribaciones las unidades inferior e intermedia realizado por Montes et nororientales del Sistema Central (Sierra meridional de al. (2006), sitúa el límite Unidad Inferior-Unidad Ayllón y Sierra de Alto Rey). Intermedia I en ~14,4 Ma, el limite Unidad Intermedia I- Unidad Intermedia II en ~13,4 Ma, y el límite Unidad Rama Castellana de la Cordillera Ibérica Intermedia II-Unidad Intermedia III posiblemente en ~12,2 Ma. La relación de estas unidades con los procesos de Aunque se han propuesto hipótesis de control deformación permiten situar la Etapa de deformación litoestructural para explicar las parameras escalonadas Guadarrama entre la Unidad Inferior y la Intermedia (Fase de la Rama Castellana y zonas próximas de la Neocastellana, Aguirre et al., 1976; Calvo et al., 1991), Cordillera Ibérica (Vazquez, 2002), en la mayoría de que con direcciones de compresión N140-155ºE los estudios se plantean modelos de evolución constituye la etapa de acortamiento máximo (Capote et policíclica del relieve (Schwenzner, 1937; Gladfelter, al., 1990). Dicha etapa tectónica tendría reactivaciones 1971; Peña et al., 1984; Gracia et al., 1988; Gutiérrez- posteriores durante el Aragoniense superior, dejando paso Elorza y Gracia, 1997; Pérez-González et al., 1997; a esfuerzos distensivos durante el Mioceno superior Benito et al, 1998a; Silva y Ortiz, 2002); donde, por lo (Calvo et al., 1991), representados por la Etapa común, se identifican cuatro superficies de erosión. En Torrelaguna (límite entre la Unidad Intemedia y la la cartografía realizada entre la cuenca alta del río Superior), y las fases Iberomanchegas I y II, que se Henares y el río Tajuña (Fig. 2), también se situarían respectivamente en el Turoliense superior y identificaron cuatro niveles de arrasamiento, en general Plioceno (Pérez-González, 1982). conservados sobre los depósitos carbonatados

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 148 SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN GUADALAJARA mesozoicos que, actualmente, se hallan seccionados por (Figs. 2 y 4). Este nivel, denominado Dächflache por la red fluvial y afectados por procesos de karstificación Schwenzner (1937), o A por Gladfelter (1971), se (lapiaces, dolinas y poljes). preserva sobre los carbonatos del Cretácico superior y El nivel más antiguo y ocupando una posición más el Jurásico inferior, como en los altos de Torrejón (1239 elevada (SE1), equivale a las cúspides, generalmente m), Mojonazo (1221 m), Mojonazo I (1198 m), San planas o alomadas, localizadas en los escasos cerros y Cristóbal (1214 m), o en el alto de Sierra Ministra altos que destacan sobre las parameras circundantes (1310 m), localizado inmediatamente al oeste.

Figura 2.- Cartografía geomorfológica de las superficies de erosión en el borde noroccidental de la Rama Castellana de la Codillera Ibérica.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 P.A. Benito-Calvo y A. Pérez-González 149

Al pie de estos altos, se desarrolla una segunda antiformas ENE-OSO que la superficie forma en superficie de erosión (SE2, Figs. 2 y 4), formada por relación con la estructura anticlinal de Sigüenza y una planicie de extensa representación (42,3 km2), que sinclinales contiguos, de dirección NE-SO (Fig. 4). afecta a los materiales triásicos (1200-1170 m, Encajado en el arrasamiento anterior, se emplaza el Anticlinal de Sigüenza), jurásicos (Parameras del Alto tercer nivel (SE3), equiparable a los denominados M2 Henares y Saúca, 1230-1130 m) y cretácicos (Llano de por Schwenzner (1937), C por Gladfelter (1971), y S3 la Muela, 1160-1173 m) de la Cordillera Ibérica (Fig. por Gutiérrez-Elorza y Gracia (1997). Este 2); aunque también fue reconocido en la cuenca arrasamiento se conserva formando amplias parameras terciaria, erosionando a las calizas y margas plegadas (Fig. 2), como las localizadas entre los ríos Dulce y del Eoceno-Oligoceno (Sierrezuela, 1144-1121 m). Los Tajuña a 1160-1170 m, que pueden alcanzar los 13,5 planos de esta superficie, correlativa a los niveles M3 km2, y pequeñas facetas y planos adosados a las laderas de Schwenzner (1937), B de Gladfelter (1971), o S2 de los valles (Fig. 4). Se desarrolla preferentemente definido por Gutiérrez-Elorza y Gracia (1997) en el sobre materiales carbonatados mesozoicos, aunque sector central de la Cordillera Ibérica, presenta signos también adquiere una representación significativa de deformación asociada a la reactivación de erosionando a sedimentos paleógenos y del Mioceno estructuras tectónicas (Benito et al, 1998a). Tal medio en la cuenca cenozoica, entre cotas de 1130 y circunstancia queda reflejada en las sinformas y 1030 m. Del mismo modo, en la zona de Algora este

Figura 3.- Cartografía geomorfológica de las superficies de erosión en el borde nororiental del Sistema Central. Para consultar la leyenda ver la Figura 2.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 150 SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN GUADALAJARA

Figura 4.- Secciones geomorfológicas de las superficies de erosión en el sector noroccidental de la Rama Castellana de la Codillera Ibérica y su enlace con la Cuenca de Madrid. Para consultar la posición de las secciones ver las Figuras 2 y 3. arrasamiento conecta con los planos correspondientes a superior. En este sentido, el nivel SE4 se desarrolla la Superficie Poligénica del Páramo (Pérez-González, sobre las calizas del vallesiense inferior (Portero et al., 1979; Fig. 4), que se encuentran sobre las calizas y 1991; Ríos et al., 2002), formando el amplio plano de margas que culminan el páramo (Ríos et al., 2002); y La Alcarria que se encaja en la Superficie Poligénica también con pequeños planos preservados en depósitos del Páramo (Fig. 4). de conglomerados calcáreos y arcillas, que son En la superficie SE4 se encajan los primeros niveles interpretados como cambio lateral de facies de dichos fluviales cuaternarios de la cuenca alta del río Henares, sedimentos calcáreos. Ambas unidades sedimentarias compuestos por terrazas detríticas, travertínicas y yacen en discontinuidad sobre carbonatos con erosivas con alturas relativas de +50-56 m (Benito et asociaciones fósiles del Vallesiense inferior (MN9, ver al., 1998b). Ríos et al., 2002; Portero et al., 1991), y han sido asignadas al Turoliense superior (Ríos et al., 2002). Sistema Central (Sierra meridional de Ayllón y Sierra Esta tercera superficie de erosión también fue afectada de Alto Rey) por procesos de deformación (Benito et al., 1998a), como se ha observado en la sinforma conservada en la Los cuatro arrasamientos identificados en la Rama paramera norte del río Dulce de dirección casi E-O. Castellana de la Cordillera Ibérica han sido igualmente El arrasamiento más reciente cartografiado está reconocidos en el área analizada de conexión entre el compuesto principalmente por rellanos y facetas Sistema Central y la Cuenca de Madrid (Figs. 2, 3, 4 y adosadas a las laderas, o planos que no llegan a superar 5), donde han podido ser relacionados con los sistemas los 4,5 km2. Este nivel ha sido identificada como la de glacis de cobertera documentados al pie de la Sierra superficie de erosión más reciente (SE4), que sería de Alto Rey y en la divisoria Jarama-Henares (Pérez- equivalente a los niveles descritos como M1 González y Gallardo, 1987; Portero et al., 1990; (Schwenzner, 1937), D Gladfelter (1971), y S4 Hernaiz et al., 2005). (Gutiérrez-Elorza y Gracia, 1997), y que afecta a los El arrasamiento más reciente, denominado como SE4 materiales mesozoicos a cotas entre 997-1163 m. (Fig. 3), se emplaza a cotas entre los 928 y 1230 m, Además, dicha superficie también fue reconocida en la formando rellanos en las márgenes de los valles, más cuenca cenozoica, seccionando depósitos con edades amplios en las zonas bajas, y erosionando tanto a los comprendidas entre el Paleógeno y el Mioceno materiales metamórficos y sedimentarios del Sistema

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 P.A. Benito-Calvo y A. Pérez-González 151

Figura 5.- Secciones geomorfológicas de las superficies de erosión en el sector nororiental del Sistema Central y su enlace con la Cuenca de Madrid. Para consultar la posición de las secciones ver las Figuras 2 y 3. Para consultar la leyenda ver la Figura 4.

Central (Precámbrico-Cretácico), como al relleno evolución de la red fluvial actual. En este sentido, la neógeno de la cuenca. En este último caso, los materiales primera terraza del río Henares reconocida entre más modernos afectados por esta superficie Cogolludo y Membrillera, se sitúa a cotas relativas de corresponden a las gravas cuarcíticas, arenas y lutitas +225-230 m y, del mismo modo, encajada en el nivel de ocres del Turoniense superior (Portero et al., 1991; base marcado por la superficie SE4 (Figs. 3 y 5). Hernaiz et al., 2005). En la divisoria entre el río Henares Colgado sobre la superficie más moderna, se y el río Sorbe se conserva un nivel de glacis (G4 en este emplaza el tercer arrasamiento (SE3, 983-1285 m, Fig. trabajo, RS1 en Pérez-González y Gallardo, 1987, 954- 3). Actualmente, el nivel SE3 se desarrolla en planos de 1015 m; Fig. 3), que enlaza con los planos erosivos de la reducidas dimensiones, aunque también se observa en superficie de erosión SE4 (Fig. 5). Los depósitos de este el entorno de Majaelrayo formando morfologías de glacis han sido asignados a la formación de la Raña pediment, caracterizado por una pendiente general del (Pérez-González y Gallardo, 1987), estando compuestos 2-2,5º. Del borde de este pediment surge la unidad de por 7-8 m de depósitos de gravas estratificadas y gravas y arcillas ocres del Turoliense superior (Hernaiz masivas, además de arenas medias y gruesas con et al., 2005), aumentando en espesor hacia posiciones estratificación cruzada planar. Las arenas presentan una más centrales de la cuenca (Fig. 5). Esta geometría fracción ligera dominada por el cuarzo (60-97%), junto a sugiere la correlación de estos depósitos con la cantidades secundarias de feldespatos (1-8%) y micas (1- superficie SE3, si bien, el plano de la superficie enlaza 15%), mientras que la fracción pesada está caracterizada con un glacis de cobertera, denominado como G3, que por la asociación estaurolita (40-71%), sillimanita (13- se apoya en discordancia erosiva sobre dichos detritos 30%) y turmalina (9-22%). Dichos depósitos son turolienses. Los depósitos del este glacis están interpretados como llanuras aluviales de piedemonte y compuestos por gravas de cuarcitas, cuarzos y, en están afectados por paleosuelos ferruginosos menor proporción, pizarras, junto a cuerpos de arenas hidromorfos (Pérez-González y Gallardo, 1987). medias y gruesas (Portero et al., 1990), compuestas Encajados en este nivel de base han sido descritos planos principalmente por cuarzo (80-95%) y una asociación aluviales más recientes y con perfiles edáficos de minerales pesados dominada por la estaurolita (70- ligeramente menos evolucionados (Pérez-González y 90%). En estos depósitos se desarrolla un paleosuelo Gallardo, 1987; Portero et al., 1990), que, por su ferruginoso (paraxerult), más evolucionado que el posición relativa colgada a +210-200 m, podrían perfil edáfico del glacis G4 y caracterizado por fuertes corresponder a los primeras terrazas asociadas a la procesos de lavado y procesos de alteración intensos,

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 152 SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN GUADALAJARA

Figura 6.- Desarrollo del pediment de la superficie SE2 y enlace con el glacis G2, ambos inclinados entre 7 y 8 grados en contacto con las estribaciones de la Sierra de Alto Rey. que indican un clima más húmedo y cálido que durante de Alto Rey, donde se desarrollan pediments que los eventos posteriores del Plio-Pleistoceno (Gallardo conectan con el nivel de glacis G2 (Figs. 5 y 6). Ambas et al., 1987). El glacis G3 se preserva en distintos formas generan un nivel con una pendiente general afloramientos a lo largo de la divisoria Jarama-Sorbe hacia la cuenca del 1,9º, que aumenta a 7-8º en contacto (Figs. 3 y 5), definiendo una pendiente general de 0,3º con la sierra (Fig. 6). El glacis G2 se desarrolla a techo en dirección NNO-SSE, entre las cotas de 1133 m y de depósitos con 20-25 metros de espesor máximo, 1046 m (Superficie de la Mierla, Pérez-González y compuestos por niveles de gravas cuarcíticas y finos Gallardo, 1987). En la margen derecha del río Sorbe, al (arcillas y limos) de tonos rojos y amarillentos (7.5R 3/ oeste de Cogolludo, los depósitos del nivel G2 también 6 ó 7.5YR 5/6), que suelen culminar con gravas. La se apoyan sobre la unidad del Turoliense superior; la geometría y potencia de dichos sedimentos, asignados cual, a su vez, yace discordante sobre la unidad de con anterioridad a rañas pliocenas o sedimentos del conglomerados, areniscas, lutitas, margas y calizas que Mioceno inferior-Mioceno superior (Adell et al., contienen el yacimiento de micromamíferos de 1981a, 1981b), sugiere que se hayan colgados respecto Arbancón, con edad estimada en Vallesiense superior- a los sedimentos turolienses (Fig. 5), mostrando, por Turoliense medio (Portero et al., 1991). Hacia el oeste, tanto, que se trataría de una unidad sedimentaria más al pie de la Sierra de Alto Rey, se han identificado antigua; al menos coetánea, y posiblemente anterior, a planos erosivos equivalentes al nivel SE3 afectando a la unidad infrayacente de Arbancón. En los depósitos los depósitos del Turoliense superior. del glacis G2 se desarrollan perfiles edáficos muy La segunda superficie de erosión (SE2), más antigua evolucionados, en ocasiones con indicios de aportes que el arrasamiento descrito anteriormente, presenta posteriores (Alcalá del Olmo et al., 1993), que en alturas de 1030-1440 m y, en esta zona (Fig. 3), afecta conjunto se caracterizan por asociaciones exclusivamente a las series metamórficas mineralógicas de turmalina-circón y la casi ausencia de precámbricas-paleozoicas y a los sedimentos feldespatos (Aleixandre y Pinilla, 1993), por alteración mesozoicos. Los planos conservados de esta superficie a caolinita (Vicente et al., 1993). Los sedimentos se están compuestos por rellanos, cimas de cerros y apoyan sobre un perfil de alteración más antiguo que formas de pediments, alguno de los cuales, presentan afecta a los gneises de Hiendelaencina, probablemente una excelente conservación. Tal es el caso de la Sierra relacionados con las alteraciones descritas en otros

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 P.A. Benito-Calvo y A. Pérez-González 153

Figura 7.- Histograma acumulado de la altura de las hombreras en el macizo del Ocejón situadas por encima de la superficie de erosión SE1. puntos del zócalo varisco (Molina et al., 1997). Este relaciones que aporten datos precisos sobre la cronología perfil está definido por arenitizaciones en la base, de este arrasamiento. Tan sólo, en la Sierra de Alto Rey, argilizaciones en el tramo medio y una alterita arcillosa se cartografiaron bloques y gravas cuarcíticas a techo de tonos rojos, amarillos y blancos (Vicente et pertenecientes a un antiguo nivel de piedemonte (G1), al., 1993), debido a la neoformación progresiva de que enrasa con la superficie SE1 y se haya colgado caolinita a partir principalmente de la albita. respecto al nivel SE2-G2. Dichas relaciones sitúan al El arrasamiento neógeno más antiguo que se ha arrasamiento SE1 anterior al Mioceno medio final. En identificado en la Sierra meridional de Ayllón está este sentido, otros estudios realizados en esta región constituido por la superficie SE1, que se desarrolla en (Schwenzner, 1937; Gladfelter, 1971) y al norte de la cerros y rellanos de reducidas dimensiones adosados a las Cordillera Ibérica (Benito-Calvo y Pérez-González, laderas, alzándose en conjunto a cotas de 1067-1450 m. 2007), han correlacionado superficies equivalentes con En relación con este nivel de base se han descrito depósitos sintectónicos del Oligoceno final. Según tales depósitos de piedemonte correspondientes al nivel de datos, la formación del arrasamiento SE1 quedaría ligada glacis más antiguo, o G1. Al sur de Bustares (Cerro de la con la Etapa de deformación Ibérica, y en relación con Mata, 1273 m), estos depósitos consisten 5-6 m de bloques climas relativamente húmedos (Calvo et al., 1993). Bajo y gravas cuarcíticas que se apoyan sobre un perfil de los depósitos de piedemonte de los glacis G1 y G2 se alteración en gneises caracterizado por arenitizaciones. desarrollan perfiles de alteración asociados a procesos En las laderas de la Sierra meridional de Ayllón y la de etching (Twidale, 1990), que podrían corresponder Sierra de Alto Rey, todavía se observan varios niveles con este periodo de mayor humedad relativa, o bien con de hombreras, cerros y facetas adosados a las laderas, momentos anteriores del Paleógeno. antes de alcanzar la superficie de cumbres (Fig. 7), que El segundo arrasamiento (SE2) genera planicies en se sitúan en posiciones más antiguas que el la Cordillera Ibérica y el pediment del Sistema Central arrasamiento SE1. Tales morfologías, por tanto, que conecta con el glacis G2 (Figs. 3 y 5), actualmente podrían corresponder a superficies de erosión pre- conservado en los depósitos de piedemonte de la Sierra oligocenas, entre ellas las superficie pre-triásica de Alto Rey. Estos depósitos de piedemonte se disponen descrita por Schwenzner (1937). colgados respecto a la unidad ocre, que entierra a los sedimentos del yacimiento de Arbancón (Vallesiense Discusión superior- Turoliense medio). Según esta cronología, tanto la unidad de Arbancón como la unidad ocre se Los datos expuestos permiten presentar un modelo situarían en la Unidad Superior, de cronología evolutivo de los arrasamientos que, aunque con ciertas Vallesiense superior-Turoliense superior (Alonso- incertidumbres, aporta una visión representiva de la Zarza et al., 2004, Montes et al., 2006), por lo que los evolución geomorfológica durante el Neógeno en esta depósitos del nivel G2, más antiguos, pueden región de articulación entre el Sistema Central y la correlacionarse con la Unidad Intermedia (Aragoniense Cordillera Ibérica. Para ello, ha sido fundamental el medio-Vallesiense inferior). En este sentido, conviene análisis del sistema de piedemontes de la Sierra señalar que planos de erosión equivalentes, meridional de Ayllón y la Sierra de Alto Rey, donde se desarrollados en la Cordillera Ibérica septentrional, han han distinguido cuatro niveles relacionados con las sido correlacionados con unidades sedimentarias del superficies de erosión, diferentes tanto por su posición Astaraciense superior y asociadas a condiciones morfológica, como por sus características mineralógicas relativas de aridez acusada (Benito-Calvo y Pérez- y edáficas (Pérez-González y Gallardo, 1987). González, 2007), indicando que la superficie aquí Los retazos que conforman el nivel SE1 tienen una descrita podría ser correlativa a la subunidad escasa representación y no se han podido establecer Intermedia II, que finaliza en el Aragoniense superior

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 154 SUPERFICIES DE EROSIÓN NEÓGENAS EN GUADALAJARA hace ~12,2 Ma (Montes et al., 2006). Las morfologías 2, 3, 4 y 5), correspondientes a superficies de erosión del nivel SE2-G2 están frecuentemente afectadas por relacionadas con la sedimentación de las unidades procesos de deformación, provocando las antiformas y cenozoicas de la Cuenca de Madrid, entre el Oligoceno y sinformas de dirección NO-SE (parameras del Alto el Plioceno. Estos arrasamientos se encajan en niveles Henares) y las fuertes inclinaciones que el nivel SE2- más antiguos (Fig. 7), observados en los materiales G2 muestra en contacto con la Sierra de Alto Rey. Estos metamórficos de la Sierra meridional de Ayllón y la rasgos indican que el nivel SE2-G2 fue afectado por Sierra de Alto Rey (Sistema Central). procesos tectónicos significativos, posiblemente El desarrollo de estas cuatro superficies se ha debidos a la fase de reactivación de la Etapa relacionado con otros tantos niveles de glacis Guadarrama señalada para el Aragoniense superior conservados en los piedemontes del Sistema Central, (Calvo et al., 1991). los cuales presentan rasgos diferenciadores desde el La génesis del tercer nivel, o arrasamiento SE3, punto de vista morfológico, edáfico y mineralógico. presenta relaciones geométricas con los cuerpos Estas relaciones y las observadas en el borde de la sedimentarios del Turoliense superior, ya sea en el Cordillera Ibérica, han permitido establecer una Sistema Central (zona de Tamajón, Figs. 3 y 5), o en la correlación entre los arrasamientos y las unidades Cordillera Ibérica (zona de Algora, Figs. 2 y 4). Sin neógenas de la Cuenca cenozoica de Madrid. El embargo, también han sido identificados planos segundo nivel, o SE2, es correlativo a la Unidad erosivos del nivel SE3 sobre los depósitos ocres del Intermedia, posiblemente subunidad Intermedia II, y se Turoliense superior (Sierra de Alto Rey), y se ha encuentra afectada por deformaciones notables, que en constatado que la superficie actual del arrasamiento la Cordillera Ibérica han sido descritas con dirección enlaza con un glacis (G3), cuyos depósitos de NO-SE (dirección Guadarrama). La formación del piedemonte yacen discordantes sobre dicha unidad ocre. tercer nivel (SE3), está relacionada con la Estas relaciones geomorfológicas sugieren que, aunque sedimentación de la Unidad Superior, aunque su actual la elaboración de la superficie SE3 estaría relacionada morfología preservada se debe a procesos posteriores, con los depósitos de la Unidad Superior (Vallesiense desarrollados durante el Turoliense superior- superior-Turoliense superior) y delimitada por la Etapa Rusciniense, y que serían equivalentes al desarrollo de Torrelaguna y la Fase Iberomanchega I, su morfología la Superficie Poligénica del Páramo en el centro de la final se debe a un evento posterior, erosivo sobre dichos cuenca. El nivel más reciente ha sido asociado con la depósitos y correlativo a los sedimentos de piedemonte Raña de la Sierra meridional de Ayllón, de edad que forman el glacis G3. Este evento tendría una Villafranquiense medio, en la cual se encaja la cronología Turoliense superior-Rusciniese, y podría secuencia de terrazas fluviales de la cuencas altas y estar relacionada con los procesos que formaron la medias de los río Henares y Jarama. Superficie Poligénica del Páramo (Pérez-González, El estudio del arrasamiento más antiguo en esta 1979). Durante el Turoliense superior se evidencia un zona (SE1), sólo permite precisar que es anterior al dilatado periodo de acentuada aridez relativa (Calvo et Aragoniense superior, aunque podría estar relacionado al., 1993); no así durante el Rusciniense, cuando se con los sedimentos sintectónicos del Oligoceno y producen eventos más húmedos, que favorecerían los climas más húmedos que las anteriores superficies, fuertes procesos de iluviación y alteración observados en formadas bajo climas de aridez relativa. los suelos de este glacis (Gallardo et al., 1987; Pérez- González y Gallardo, 1987), o los procesos de Referencias karstificación sucedidos durante la elaboración de la Superficie Poligénica del Páramo. En la superficie de Adell, F., González, F., Tena-Dávila, M., González, M., La erosión SE3 también se observan puntualmente procesos Moneda, E. y Rodríguez, A. (1981a): Mapa Geológico de de deformación, menos patentes que en el caso del nivel España, E 1:50.000, Hoja nº 461 (Sigüenza). IGME, Ma- SE2. drid, 57 p. El último nivel descrito (SE4-G4), se asocia a Adell, F., Bascones, L., González, F., Martínez, F., Tena- formas erosivas y glacis previos al desarrollo de la Dávila, M., La Moneda, E. y Rodríguez, A. (1981b): Mapa secuencia de terrazas fluviales (Figs. 2, 3 y 4). Esto la Geológico de España, E 1:50.000, Hoja nº 460 sitúa con posterioridad a la Superficie Poligénica del (Hiendelaencina). IGME, Madrid, 47 p. Páramo y anterior al encajamiento fluvial, en relación Aguirre, E., Díaz-Molina, M. y Pérez González, A. (1976): Da- con la sedimentación de los depósitos de piedemonte tos paleomastológicos y fases tectónicas en el Neógeno de la de la Raña atribuidos al Villafranquiense medio y Meseta sur española. Trabajos sobre Neógeno-Cuaternario, quizás relacionados con la inestabilidad causada por la 5: 7-29. Fase Iberomanchega II (Pérez-González y Gallardo, Alcalá del Olmo, L., Guerra Delgado, A. y Jiménez Ballesta, 1987). En la zona estudiada, no han sido descritas R. (1993): Aplicación de diversos índices edáficos en el es- morfologías de deformación afectando a esta tudio de la evolución y alteración de los suelos desarrollados superficie, posiblemente debido a la escasa sobre la formación de la Raña. En: La Raña en España y conservación que presenta en la actualidad. Portugal (A. Pinilla, coord.). Centro de Ciencias Medioambientales, Madrid, 127-138. Conclusiones Aleixandre, T. y Pinilla, A. (1993): Aspectos mineralógicos y ganulométricos de suelos desarrollados sobre la raña de En las parameras y pediments de la zona de transición Guadalajara. En: La Raña en España y Portugal (A. Pinilla, entre la Cordillera Ibérica y el Sistema Central se coord.). Centro de Ciencias Medioambientales, Madrid, articulan cuatro niveles morfológicos escalonados (Figs. 261-272.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 P.A. Benito-Calvo y A. Pérez-González 155

Alonso-Zarza, A.M. y Calvo, J.P. (2002): Tajo Basin. En: The cies de erosión neógenas en el sector central de la Cordillera Geology of Spain (W. Gibbons y T. Moreno, Eds). The Ibérica. Revista Sociedad Geológica de España, 1 (1-2): Geological Society, London, 315-320. 135-142. Alonso-Zarza, A.M., Calvo, J.P., Silva, P.G. y Torres, T. (2004): Gutiérrez-Elorza, M. y Gracia, F.J. (1997): Environmental Cuenca del Tajo. En: Geología de España (J.A. Vera, ed.), interpretation and evolution of the Tertiary erosion surfaces Soc. Geol. España, IGME, Madrid, 556-561. in the Iberian Range (Spain). In: Widdowson, M., (Ed). Amato, A.. y Cinque, A. (1999): Erosional land surfaces of the Palaeosurfaces: Recognition, Reconstruction and Campano–Lucano Apennines (S. Italy): genesis, evolution, Palaeoenvironmental Interpretation. Geological Society and tectonics implications. Tectonophysics, 315: 251–267. Publication, 120: 147-158. Benito-Calvo, A. y Pérez-González, A. (2007): Erosion Hernaiz, P.P., López, F., Cabra, P., Solé, J., Escuder, J., surfaces and Neogene landscape evolution in the NE Duero Valverde, P., Bea, F. y Gálvez, C. (2005): Mapa Geológico Basin (north-central Spain). Geomorphology, 88: 226-241. de España, E 1:50.000, Hoja nº 459 (Tamajón). IGME, Ma- Benito, A., Pérez-González, A. y Santonja, M. (1998a): Evolu- drid, 161 p. ción geomorfológica de la región del Alto Henares en la Cor- López Olmedo, F., Díaz de Neira, A., Martín Serrano, A., Cal- dillera Ibérica Occidental. En: Investigaciones recientes de vo, J.P., Morales, J., y Peláez-Campomanes, P. (2004): Uni- la Geomorfología española (A. Gómez y F. Salvador, eds). dades estratigráficas en el registro sedimentario neógeno del Barcelona, 347-356. sector occidental de la Cuenca de Madrid. Revista Sociedad Benito, A., Pérez-González. A. y Santonja, M. (1998b): Terra- Geológica de España, 17 (1-2): 87-101. zas rocosas, aluviales y travertínicas del valle alto del río Lozano Tena, M.V., Peña Monné, J.L. (2010): Las superficies Henares (Guadalajara, España). Geogaceta, 24: 55-58. de erosión de la Sierra de Albarracín en el contexto general Birot, P. y Solé, L. (1954): Investigación sobre la morfología de la Cordillera Ibérica centroriental. En: Las formas del re- de la Cordillera Central Española. Instituto Juan Sebastián lieve de la Sierra de Albarracín (J.L. Peña Monné, M. Elcano, 87: 17-26, 45-49. Sanchéz Fabre, M.V. Lozano Tena, Coords). Centro de Estu- Burbank, D.W. y Anderson, R.S. (2001): Tectonic dios de la Comunidad de Albarracín. Colección Estudios, 7: Geomorphology. Blackwell, UK, Oxford. 274 p. 61-89. Calvo, J.P., Daams, R., Morales, J., López-Martínez, N., Martínez Catalán, J.R., Martínez Poyatos, D. y Bea, F. (coord) Agustí, J., Anadón, P., Armenteros, I., Cabrera, L., Civis, J., (2004): Zona Centroibérica. En: Geología de España (J.A. Corrochano, A., Díaz-Molina, M., Elizaga, E., Hoyos, M., Vera, ed.), Soc. Geol. España, IGME, Madrid, 68-128. Martín-Suárez, E., Martínez, J., Moissenet, E., Muñoz, E., Molina Ballesteros, E., García Talegón, J. y Vicente Pérez-García, A., Pérez-González, A., Portero, J.M., Robles, Hernández, M.A. (1997): Palaeoweathering profiles F., Santiteban, C., Torres, T., Van del Muelen, A.J., Vera, J.A. developed upon the Iberian Hercynian Basement: Their y Mein, P. (1993): Up-to-date Spanish continental Neogene relatonship to the oldest Tertiary surface in Central and synthesis and palaeoclimatic interpretation. Revista de la So- Western Spain. In: Tertiary and Pre-Tertiary Palaeosurfaces: ciedad Geológica de España, 6: 3-4, 29-40. Recognition, Reconstruction and Environmental Calvo, J.P., de Vicente, G. y Zarza, A.M. (1991): Correlación Implications. M. Widdowson (Ed.), Geological Society of entre las deformaciones alpinas y la evolución del relleno London, Spetial Publication, 120: 175-185. sedimentario de la Cuenca de Madrid durante el Mioceno. Montes, M., Beaumud, B., Garcés, M. y Calvo, J.P. (2006): Comunicaciones del I Congreso del Grupo Español del Ter- Magnetoestratigrafía de las unidades Inferior e Intermedia ciario, 55-58. del Mioceno de la Cuenca de Madrid. Revista de la Sociedad Capote, R., de Vicente, G. y González-Casado, M. (1990): Evo- Geológica de España, 19 (3-4): 281-298. lución de las deformaciones alpinas en el Sistema Central Peña, J.L., Gutiérrez, M., Ibáñez, M.J., Lozano, M.V., Español. Geogaceta, 7: 20-22. Rodríguez, J., Sánchez, M., Simón, J.L., Soriano, M.A., Casas-Sainz, A.M. y Cortés-Gracia, A.L. (2002): Cenozoic Yetano, L.M. (1984): Geomorfología de la provincia de landscape development within the Central Iberian Chain, Teruel. Instituto de Estudios Turolenses, CSIC, 149 p. Spain. Geomorphology, 44: 19-46. Pérez-González, A. (1979): El límite Plioceno-Pleistoceno en De Vicente, G., Vegas, R., Muñoz Martín, A., Silva, P.G., la Submeseta meridional en base a los datos Andriessen, P., Cloetingh, S., González Casado, J.M., Van geomorfológicos y estratigráficos. Trabajos sobre Neógeno- Wees, J.D., Álvarez, J., Carbó, A. y Olaiz, A. (2007): Cuaternario, 9: 23-36. Cenozoic thick-shinned deformation and topography Pérez-González, A. (1982): Neógeno y Cuaternario de la Lla- evolution of the Spanish Central System. Global and nura manchega y sus relaciones con la Cuenca del Tajo. Edi- Planetary Change, 58: 335-381. ciones de la Universidad Complutense, Madrid, 788 p. Gallardo, J., Pérez-González, A. y Benayas, J. (1987): Pérez-González, A. y Gallardo, J. (1987): La Raña al sur de Paleosuelos de los piedemontes villafranquienses y de las Somosierra y Sierra de Ayllón: un piedemonte escalonado terrazas Pleistocenas de la región del valle del Henares-Alto del Villafranquiense medio. Geogaceta, 2: 29-32. Jarama. Boletín Geológico y Minero, 98, 27-39. Pérez-González, A., Gallardo, J. y Portero, J.M. (1990): Mapa Garzón, M.G., Pedraza, J. y Ubanell, A.G. (1982): Los modelos geomorfológico. En: Mapa Geológico de España, E evolutivos del relieve del Sistema Central Ibérico (Sectores 1:50.000 Hoja nº 485 (Valdepeñas de la Sierra). IGME, de Gredos y Guadarrama). Revista de la Real Academia de Madrid, 62-64. Ciencias Exactas, Físicas y Naturales de Madrid, 76 (2): Pérez-González, A., Santonja, M., Gallardo, J.;Aleixandre, T., 475-496. Sesé, C., Soto, E., Mora, R. y Villa, P. (1997): Los yacimien- Gladfelter, B.G. (1971): Meseta and Campiña landforms in tos pleistocenos de Torralba y Ambrona y sus relaciones con central Spain. The University of Chicago, Department of la evolución geomorfológica del Polje de Conquezuela Geography, R.P., 130 p. (Soria). Geogaceta, 21: 175-178. Gracia, F.J., Gutiérrez, M. y Leranoz, B. (1988): Las superfi- Pérez-González, A. (1994): Depresión del Tajo. In: M.

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010 156

Gutiérrez Elorza (Editor), Geomorfología de España. Rue- IGME, Madrid, 62-67. da, Alcorcón, 389-436. Summerfield, M.A. (1991): Global Geomorphology. Longman, Portero, J.M., Aznar, J.M., Pérez-González, A. y González, F. Essex, UK. 537 pp. (1990): Mapa Geológico de España, E 1:50.000, Hoja nº Twidale, C.R. (1990): The origin and implications of some 485 (Valdepeñas de la Sierra). IGME, Madrid, 84 p. erosional landforms. Journal of Geology, 98: 343–364. Portero, J.M., Pérez-González, A., Aznar, J.M. y Díaz, M. Vazquez Hoehne, A. (2002): Reintrpretación morfogenética del (1991): Mapa Geológico de España, E 1:50.000, Hoja nº modelo de escalonamiento cíclico del relieve en la paramera 486 (Jadraque). IGME, Madrid, 77 p. de Sigüenza. En: Aportaciones a la Geomorfología de Espa- Portero. J.M. y Pérez-González, A. (1991): Mapa ña en el Inicio del Tercer Milenio, A. Pérez-González, J. Ve- geomorfológico. En: Mapa Geológico de España, E gas y M. Machado (eds). IGME, Serie Geológica, 1: 499- 1:50.000 Hoja nº 486 (Jadraque). IGME, Madrid, 59-62. 504. Ríos, L.M., Barettino, D., Racero, A. y Galera, J.M. (2002): Vicente, M.A., Molina, E., Espejo, R. y Pardo, E. (1993): Ca- Mapa Geológico de España, E 1:50.000, Hoja nº 487 racterización de tres frentes de alteración que afectan a otros (Ledanca). IGME, Madrid, 78 p. tantos materiales bajo la raña de Hiendelaencia. En: La Raña Sanchéz, F., de Vicente, G. y González, J.M. (1993b): Cortes en España y Portugal (A. Pinilla, coord.). Centro de Cien- compensados para la deformación principal en el borde sur cias Medioambientales, Madrid, 139-148. oriental del Sistema Central Español (zona de Tamajón, Guadalajara). Revista de la Sociedad Geológica de España, 6: 7-14. Sanchéz, F., González, J.M. y de Vicente, G. (1993a): Evolu- ción de las deformaciones alpinas en el borde suroriental del Sistema Central Español (zona de Tamajón, Guadalajara). Boletín Geológico y Minero, 104: 3-12. Schwenzner, J. (1937): La región montañosa central de la meseta española. Resumen de la obra: Zur Morphologie des Zentral-spanischen Hochlandes. Geographische Abhandlungen. Boletín de la Sociedad Española de Historia Natural, 41: 121-147. Silva, P.G. y Ortiz, I. (2002): Mapa geomorfológico. En: Mapa Manuscrito recibido el 22 de marzo de 2011 Geológico de España, E 1:50.000 Hoja nº 487 (Ledanca). Aceptado el manuscrito revisado el 25 de abril de 2011

Revista de la Sociedad Geológica de España, 23(2-3), 2010